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    海洋里存在著溶解氧極小層，長期以來是海洋學(xué)中最有趣的問題之一，至今仍方興未艾。維斯特（ Wust，1936）和迪特里希（ Dietrich，1937）認(rèn)為氧極小層是不動層，因此氧很少供給到這一層。賽韋爾（ Seiwell，1937）認(rèn)為氧極小層是由于生物化學(xué)的氧化作用而產(chǎn)生的，即便水運動著，出現(xiàn)氧極小層還是可能的。斯維爾徳魯普（ Sverdrup，1938）作出了結(jié)論：氧極小層是由海洋動力學(xué)的條件和生物化學(xué)條件的復(fù)合而產(chǎn)生的。據(jù)此結(jié)論，氧的極小層主要依存于氧的生物化學(xué)消耗快慢的鉛直分布和有機物量的鉛直變化，而動力學(xué)過程的影響與此相比是微不足道的。瓦坦伯格（Wa-ttenberg，1939）強調(diào)氧的生物化學(xué)消耗作用的重要性，進而作出了其與海洋的密度躍層的存在有關(guān)。瓦坦伯格還發(fā)現(xiàn)磷和硅的濃度極大層緊接在氧極小層之下。

    雷德菲爾德（ Redfield，1942）對大西洋的溶解氧和磷作了調(diào)查，結(jié)果果認(rèn)為，當(dāng)海水作為高緯度海域的表面水存在時，磷和溶解氧中的相當(dāng)一部分得歸因于水的性質(zhì)。但是，在熱帶海域，磷的過剩和氧的大部分短缺，無疑是由于從海表面下沉的有機物分解所致。

    賽韋爾（1938，1937）和川本（1955）以及里查茲（ Richards，1955）等屢屢發(fā)現(xiàn)，無論在大西洋抑或是太平洋，它們的氧極小層都是密度σ_t＝27．2到27．3的層。
    雷克斯特勞（ Rakestraw，1947）從海表面、氧極小層和海底層采集了海水，并研究了這三處海水在長期保存期間溶氧量發(fā)生什么變化。極小層和底層的海水保存兩年期間氧含量幾乎不變。另一方面，把表層水在低溫下放置，但在相當(dāng)短的期間，其溶氧量甚至于降低到和極小層的溶氧量大致相等的值。由雷克斯特勞的研究得到啟發(fā)，到達氧極小層的有機物正是來源于該海域的表層。
    三宅和猿橋（1956）認(rèn)為，氧的短缺和碳酸的增加有直接關(guān)系，而氧的減少可能是在這附近海域生產(chǎn)的有機物氧化分解的結(jié)果。
    眾所周知，從海的表層直至深層，氮幾乎是處于飽和狀態(tài)。因此，要是沒有氧的生物化學(xué)消耗，溶解氧在整個海洋中也應(yīng)是飽和的。因生物學(xué)的和化學(xué)的氧化作用，氧被消耗，其產(chǎn)物就變成了等當(dāng)量的二氧化碳、硝酸和磷酸。因為C：N：P的原子比是106：16：1，所以90％的氧都消耗在變成有機碳的反應(yīng)中。
    三宅和猿橋（1956）就湯普森（ Thompson）和哈姆（Ham，1941）在北緯48°24'，西經(jīng)129°02'測定的總碳酸和溶解氧直至2000米深的鉛直分布，研究了溶解氧和總碳酸量的關(guān)系。在表層總碳酸量是1.85毫克分子／升，并隨深度而增加，在深度為2000米處達2.4毫克分子／升。另一方面，計算表觀耗氧量A.O.U，求出與此相當(dāng)?shù)奶剂浚ā鰿），并從實測的總碳酸量ΣCO₂中減掉△C。進而，為了對鹽度進行校正，所以用氯度（Cl克／升）除以∑CO₂－△C。其結(jié)果（∑CO₂－△C）／氯度從表層直至深層大致是一定的（0．10－0．11）。這表示總碳酸的增加與氧的消耗相互間有定量關(guān)系。（∑CO₂－△C）／氯度幾乎是一定的，但有隨深度稍增的傾向，這預(yù)示在深層CaCO₃有溶解的可能性。